1 курс / Практика / Геологическая / Кухарчик 'Геология четвертичных отложений'

136	17. Ледниковые отложения областей древнего оледенения

Рис. 48. Гляциодислокации чешуйчатого типа

вморенах напора:

1 – песок; 2 – гравийно-песчаная смесь;

3 – галечно-гравийно-песчаная смесь;

4 – гравийный суглинок; 5 – ожелезнение; 6 – почва

Морены выдавливания (рис. 49) – результат выжимания податливых отложений из-под фронта ледника. Сложены интенсивно дислоцированными породами, возраст которых древнее насыпной или напорной морены, возникшей у данного ледникового фронта. В рельефе морены выдавливания имеют вид куэстообразных валов, с проксимальной стороны обрамленных нагромождениями напорных или, реже, насыпных морен.

Рис. 49. Последовательные фазы образования гляциальных складок выдавливания в рыхлых отложениях ложа ледника

при изменении положения края ледникового покрова (по М. Г. Гросвальду и Д. Я. Иоффе)

17.3. Отложения других подтипов морен	137

17.3. Отложения других подтипов морен

В зонах ледниковой аккумуляции равнин формировались специфические осадки абляционной и бассейновой морен.

Абляционные морены накапливались при таянии покровного ледника, когда на поверхность различных отложений оседали обломки из состава внутренней и поверхностной движимой морены. Материал частично промывался талыми водами – формировались рыхлые, маломощные и разрозненные плащи отложений песчано-гравийно-галечного состава с примесью алевритов, глин и повышенным участием валунов. Как правило, текстура абляционных морен массивная (рис. 46, А) [6; 20].

Бассейновые (акватические) морены накапливались в водной среде, когда в приледниковых озерах таяли айсберги. Ветры могли перемещать айсберг по акватории озера, поэтому обломки оседали по всей площади дна, нередко на большом расстоянии от места образования айсберга. Бассейновым моренам свойственны слоистая текстура; ослабленная связь состава с подстилающими породами; преобладание песков и малая доля крупных обломков. В пределах Беларуси отложения абляционных и бассейновых морен занимают небольшие объемы и площади.

Между зонами экзарации и аккумуляции формировались специфические накопления, закономерно изменяющиеся в дистальном направлении: руген-морены, друмлины, рифленые морены, морены Де-Геера (рис. 50).

Друмлины – овально-удлиненные (каплевидные) холмы, вытянутые по ходу ледника. Проксимальная часть друмлин высокая, с крутыми склонами, край широкий и тупой. Дистальная часть низкая, пологая, край узкий, заостренный. Высота друмлин в Финляндии до 50 м, ширина до 500 м, длина до 2500 м. Чаще всего друмлины образуют цепочки, вытянутые параллельно друг другу по ходу движения ледника. Иногда цепочки в форме веера расходятся из одного центра. Между цепочками друмлин нередки

Рис. 50. Пространственное расположение разных типов морен (ледник двигался слева направо) [13]:

1 – руген-морены; 2 – друмлины; 3 – рифленые морены

138	18. Водно-ледниковые отложения областей древнего оледенения

параллельные им радиальные озы. В дистальном направлении поля друмлин переходят в рифленые морены, в проксимальном – в руген-морены.

Состав друмлин разный. Некоторые целиком сложены моренными валунными суглинками; в других проксимальная часть представлена бараньим лбом, с дистальной стороны к нему прислонены моренные отложения. Все друмлины имеют чешуйчатое строение, слои часто смяты

вскладки, нарушены сбросами. Механизм образования друмлин не выяснен, по мнению А. В. Матвеева [9], они формируются в два этапа. Вначале в леднике накапливается чешуйчатая и разбитая на блоки морена. Затем эта морена отжимается ледниковым давлением в ослабленные зоны (полости, трещины) и растаскивается движущимся льдом, образуя вытянутые холмы.

ВБеларуси друмлины встречаются в Поозерье: возле г. п. Видзы, к северу от оз. Мядель, к юго-западу от г. Чашники; высота их до 25 м, длина до 1000 м [23].

Руген-морены, рифленые морены (флютинг-морены) и морены Де-Геера

впределах Беларуси не выявлены.

18.Водно-ледниковые отложения областей древнего оледенения

Водно-ледниковые отложения накапливаются деятельностью талых вод, которые переотлагают моренный материал. Формируются на разных этапах развития ледников, но наиболее распространены отложения времени дегляциации. Большинство водно-ледниковых отложений сохранилось в составе поверхностных, перекрываясь элювиальными, делювиальными и лессовыми образованиями. Состав и возраст подстилающих отложений разнообразен.

По происхождению комплекс водно-ледниковых отложений делят на два генетических типа: флювиогляциальный (потоково-ледниковый) и лимногляциальный (озерно-ледниковый). По месту образования каждый из них делят на два подтипа: внутриледниковый (зафронтальный) и приледниковый (предфронтальный). В Беларуси потоково-ледниковые отложения составляют около 31 % объема четвертичных пород, на долю озерно-ледниковых приходится до 5 % [20].

Все водно-ледниковые отложения обладают рядом общих черт. Их вещественный состав совпадает с составом морены, отличается высокой степенью сортированности. В их составе понижено содержание неустойчивых пород и минералов (особенно среди галек, что свидетельствует о преимущественном разрушении водными потоками крупных обломков). Обломочный материал окатанной формы, обусловленной продолжительным или активным истиранием. Текстура всегда слоистая: косая у флювиогляциальных, горизонтальная у лимногляциальных.

18.1. Флювиогляциальные отложения	139

18.1. Флювиогляциальные отложения

Флювиогляциальные отложения создаются потоками талых вод, протекающими на поверхности, в теле и под днищем ледника или же по земной поверхности за пределами ледника. Соответственно их делят на зафронтальные и предфронтальные (рис. 51).

Эти образования отличаются и размерами слагающих обломков: в зафронтальных осадках повышено содержание псефитов: на долю валунов приходится 0–4 %, гальки 10–30 %, гравия 30–45 %, песка 30–50 %, алеврито-глинистых частиц 4–10 %. Предфронтальные отложения сложены, в основном, песками разнозернистыми с преобладанием мелкозернистых.

Зафронтальные (внутриледниковые) отложения представлены озовыми и флювиокамовыми. Большинство их приурочено к поясам краевых морен. Генезис зафронтальных образований дискуссионен – в пределах современных ледников аналогов озов и камов не выявлено. Распространены представления об их формировании внутри полей мертвого льда. Открытые участки ледниковой поверхности таяли быстро, превращаясь в каналы стока талых вод. Каналами служили и трещины ледника. Потоки талых вод перемывали обломки, заполняли ими проталины, трещины. При дегляциации накопленные массы проецировались на поверхность, создавая формы, очертаниями повторявшие конфигурацию полостей. Оседание сопровождалось просадками и сбросами, характерными для разрезов зафронтальных образований, особенно их окраинных частей.

Рис. 51. Происхождение осадков и форм рельефа, связанных с таянием мертвого льда [6]:

А – накопление водно-ледниковых отложений: 1 – маргинальный поток, 2 – наледный поток, 3 – приледниковое озеро, 4 – мертвый лед,

5 – подледный туннель, 6 – озеро на леднике; Б – формы, возникшие после таяния льда: 1 – камовая терраса, 2 – просадочные впадины, 3 – лимнокамы, 4 – оз,

5 – осевшие на поверхность озерно-ледниковые отложения, 6 – флювиокамы

140	18. Водно-ледниковые отложения областей древнего оледенения
	Озы и флювиокамы могли накапливаться в полостях, достигших ложа

ледника. Тогда сверху на них сползали поверхностные морены, создавая маломощную покрышку из валунных супесей.

Зафронтальные отложения подстилаются донной мореной; если входят в состав краевого ледникового комплекса – конечной мореной.

Озы и флювиокамы сложены слоями и линзами промытого песчано- гравийно-галечного материала. Встречаются линзы тонкозернистых песков, алевритов, изредка – валунных суглинков. Чередование обломков по размеру, линзообразное залегание свидетельствуют о дискретности осадконакопления. Включения моренных осадков, вероятно, обусловлены обрушением мореносодержащих­ льдов и их медленным таянием в условиях дефицита текучих­ вод.

Зафронтальные отложения сходны по структуре и текстурам – их различают по геоморфологическим признакам.

Озовые отложения представлены валообразными возвышениями извилистой в плане, реже прямолинейной формы. Длина озов (от 0,5 км до десятков километров) многократно превышает ширину их основания (от десятков метров до полукилометра). Превышение озов достигает 50 м, изредка до 250 м, крутизна склонов до 30° и более. Гребень озов узкий, неровный, на нем чередуются бугры и понижения, иногда придающие озу вид длинной цепи холмов. Бугры, обычно сложенные крупным материалом, называют озовыми центрами. Нередко озы завершаются пологонаклонным в дистальном направлении конусом – озовой дельтой. По ориентации озы делят на радиальные и маргинальные. Чаще встречаются радиальные озы, вытя-

нутые по направлению движения ледника. Маргинальные озы, расположенные параллельно ледовому фронту, отмечаются редко.

В Беларуси зарегистрировано более 100 озов, все они представлены в области развития конечных морен, и почти все в По­ озерье. Часто озы приурочены к днищам долин ледникового размыва, простираются вдоль глубоких озерных котловин или пе-

ресекают их, образуя цепочки островов.

		В составе озов преобладает сортиро-
	Рис. 52. Характер слоистости	ванный грубый материал (от валунов до
		крупного песка). Он залегает горизон-
	продольных разрезов
		тальными слоями и линзами мощностью
	озовых отложений [15]:
		до 1,5 м. В продольном разрезе оза линзы
	А – радиальный оз;
		сильно вытянуты – до 20 м и более (рис. 52),
	Б – маргинальный оз

Рис. 53. Характер слоистости поперечных разрезов озовых отложений [15]:

А – радиальный оз; Б – маргинальный оз; В и Г – особенности слойчатости

18.1. Флювиогляциальные отложения	141

в поперечном сечении они короткие (до 8 м) и сравнительно мощные

(рис. 53). Внутри линз четко выражена косая однонаправленная слойчатость,

нередка горизонтальная. Косые слойки падают в дистальном направлении под углом до 30°и больше (рис. 53).

Песчаным косослоистым сериям характерны знаки ряби. Иногда встречаются озы, сложенные завалуненными глинистыми породами. Их генезис, возможно, связан с выдавливанием донной морены в трещины ледника, что косвенно подтверждается сланцеватыми и складчатыми текстурами глинистых озов.

Флювиокамовые отложения накапливались в пустотах мертвых льдов. В рельефе представлены одиночными куполовидными холмами превыше-

нием 10–40 м либо камовыми полями (холмистыми возвышениями, образованными сросшимися камами). Крутизна склонов составляет до 40°. В горизонтальном разрезе кам изометричен; площадь отдельных камов достигает тысяч квадратных метров.

Обычно флювиокамы приурочены ко внешним и внутренним склонам конечных морен. Реже встречаются в ложбинах ледникового размыва, на донно-мореных и зандровых равнинах. Большинство их расположено в Поозерье, реже – в центральных и западных районах Беларуси.

Вещественный состав флювиокамов очень близок озам – сложены промытыми песками, гравием, галькой, иногда содержат линзы моренного материала, на поверхности нередка моренная покрышка. Осадки сгруппированы в слои и линзы, залегающие горизонтально или пологонаклонно. Внутренняя текстура косослоистая, наклон слойков до 30°, реже горизонтально-слоистая (рис. 54). Часто отмечается градационная слоистость. Слоистость на краях камовых холмов осложнена сбросами, просадками.

Нередко озовые отложения переходят в камовые – например, на территории Поозерья. На контакте с камами озы расширяются в озовые дельты. Ближе к камам гранулометрический состав озов уменьшается, растет сортированность; дельта сложена самыми крупными обломками.

142	18. Водно-ледниковые отложения областей древнего оледенения

Рис. 54. Характер слоистости камовых отложений [15]:

А – горизонтальная слоистость и косая слойчатость;

Б – горизонтальная слоистость

Предфронтальные (приледниковые) флювиогляциальные отложения

накапливаются талыми водами, текущими по земной поверхности за пределами ледникового покрова. Рельеф их поверхности больше зависит от рельефа местности, чем от энергии водного потока. Предфронтальные отложения формируются на всех этапах развития ледника, подстилаются осадками разного возраста и генезиса.

Среди приледниковых отложений наиболее распространены зандровые, реже встречаются осадки камовых террас.

Зандровые отложения формируются с дистальной стороны конечных морен. Являются конусами выноса потоков талых вод – блуждающих и дробящихся на рукава. На равнинах конусы сливаются, образуя шлейфы (зандровые поля), вытянутые вдоль ледникового фронта. Поверхность шлейфов пологоволнистая, иногда слабохолмистая, полого наклоненная в дистальном направлении. Ширина их достигает десятков километров, иногда более ста. Размеры зандровых накоплений определяются подстилающим рельефом, энергией талых вод и содержанием в них обломков. Главное зандровое поле Европы создано последним оледенением, протянулось от севера Германии через центр Польши, юг и центр Беларуси (Полесье, Центрально-Березинская равнина) до верховий Волги и Печоры.

В составе зандров доминируют разнозернистые пески. В приледниковой части залегают крупнейшие обломки, вплоть до гравия и гальки. Здесь наибольшие мощность отложений (до 30 м и более) и высота поверхности. Удаляясь от ледника, потоки слабели, размер отлагаемых частиц понижался до тонких песчаных зерен, уменьшалась мощность накоплений и высота поверхности. Мельчайшие фракции – алевритовые и глинистые – обычно выносились за пределы зандров.

18.2. Озерно-ледниковые отложения	143

Слоистость отложений косая, наклоненная в дистальном направлении. Нередка горизонтальная слоистость. Часто наблюдается косая слойчатость, наклоненная в дистальном направлении. Границы слойков изменяются от прямолинейных до волнистых (рис. 55). Мощность слоев уменьшается в дистальном направлении.

Рис. 55. Типичная текстура зандровых отложений [15]

При наличии в рельефе препятствий для свободного стока талых вод потоки концентрировались в ложбинах и заполняли их обломками. Таким путем формировались отложения долинных зандров и камовых террас. Отличия между ними обусловлены разным положением долин стока.

Отложения долинных зандров возникали в субмеридионально вытянутых долинах, уходящих от ледника. Стремительные потоки отлагали материал более крупный, чем в зандрах, – преобладают гравийно-песчаные смеси. Текстура накоплений косослоистая. Ниже по долине зандры сменяются перигляциальным аллювием. В голоцене реки размывали флювиогляциальные накопления, поэтому в современных речных долинах зандровые осадки, как правило, погребены.

Отложения камовых террас возникали в ложбинах стока, вытянутых параллельно ледниковому фронту, проксимальным бортом таких долин служил край ледника. Талые воды накапливали слоистые отложения галечного, гравийного, гравийно-песчаного и песчаного состава, иногда с прослоями безвалунных алевритов и глин. Границы потоков смещались вслед за отступавшим ледником, формируя террасы [20]. Поверхность накоплений плоская или пологоволнистая, осложненная своеобразными ступенями, высоты которых уменьшаются по направлению к леднику.

18.2. Озерно-ледниковые отложения

Озерно-ледниковые (лимногляциальные) отложения накапливались в пресных озерах, берега которых частично или полностью были выполнены ледником. Такие бассейны формировались в разные фазы развития ледника и на разных территориях: на поверхности и в полостях леднико-

144	18. Водно-ледниковые отложения областей древнего оледенения

вого тела, в подпруженных ледником речных долинах, котловинах моренного рельефа и ложбинах ледникового размыва и выпахивания. Соответственно лимногляциальные отложения делятся на зафронтальные и предфронтальные. В Беларуси на долю озерно-ледниковых аккумуляций приходится до 5 % объема четвертичной толщи.

Озерно-ледниковым осадкам характерны высокая сортированность, горизонтальная слоистость. Иногда встречаются дислокации: трещины, сбросы и проч. Нарушения, очевидно, вызваны таянием погребенного льда, подводными оползнями, динамическим воздействием айсбергов и др.

Зафронтальные лимногляциальные отложения представлены лимнокамами и звонцами.

Отложения лимнокамов, вероятно, первоначально накапливались в озерах внутриили наледниковых углублений и пустот. При таянии ледника горизонтально-слоистые массы пород проецировались на поверхность, формируя крутосклонные холмы – лимнокамы. Их превышения достигают 20–40 м. Формы лимнокамов зависят от размеров и кофигурации озер, их расположения, насыщенности ледника мореной, рельефа подледниковой поверхности. Осадки представлены камовыми массивами и комплексами, реже – отдельными холмами, приуроченными к поясам конечных морен.

Отложения лимнокамов подстилаются основной мореной и обнажаются на поверхности, иногда перекрываясь слоями элювия и делювия. Камы, образованные во внутренних полостях, обычно покрыты абляционной мореной.

В вещественном составе лимнокамов доминируют сортированные алевриты и пески, нередки линзы глин.

Текстура горизонтально-слоистая (рис. 54), часто ритмичная, осложненная сбросами. Сбросы вызваны обрушением и сползанием накоплений при их оседании на поверхность либо таянием погребенного льда. Внутри слоев встречаются линзы моренного состава, возникшие при таянии айсбергов и сползших в озеро моренонасыщенных глыб льда.

Отложения звонцов представлены столообразными возвышениями. Верхняя часть их разреза сложена горизонтально-слоистыми глинами, алевритами, реже песками. В основании залегает основная морена. Звонцы возникали, возможно, на дне сквозных проталин деградирующего ледника.

Предфронтальные лимногляциальные отложения представлены осадками приледниковых озер.

Отложения приледниковых озер накапливались талыми водами, скопившимися между краем ледника и возвышениями рельефа. Крупнейшие объемы формировались при деградации последнего ледника. В пределах Беларуси они обнажаются в северной, реже центральной и западной частях. В зависимости от времени формирования водоема и происхождения

18.2. Озерно-ледниковые отложения	145

котловины озерно-ледниковые аккумуляции подстилаются доледниковыми или моренными отложениями.

Как правило, лимногляциальные осадки образуют удлиненные линзы длиной до нескольких километров и лишь изредка занимают площади в сотни и тысячи квадратных километров, как в Полоцком, Средненеманском и некоторых других бассейнах Беларуси.

Ярчайшая разновидность данных отложений – ленточные глины. Их важнейший диагностический признак – ритмичная горизонтальная слоистость, обусловленная сезонной дифференциацией осадконакопления (рис. 56). Летом потоки талых вод и ветры поставляли в озеро массу обломков разного размера. Крупные частицы оседали сразу, формируя на дне сравнительно мощный светлоокрашенный летний слой песчано- алевритового состава. Зимой озеро покрывалось льдом, привнос обломков резко слабел, вода не перемешивалась волнами – на дно медленно оседали самые мелкие частицы, до того пребывавшие во взвеси. Так возникал более тонкий темноокрашенный зимний слой глинистого состава. На протяжении года накапливалась одна пара слоев (лент). Их подсчет позволяет определить продолжительность существования приледникового бассейна. Также возможно рассчитать скорость деградации ледника. Для этого выбирают два разреза, один располагается у дистального края озерной толщи, другой – у проксимального. Определяется количество пар слоев в каждом разрезе и расстояние между разрезами. Разделив расстояние на разность возрастов, получают среднюю скорость дегляциации.

Ленточные глины территории Беларуси обладают следующими структурно-текстурными закономерностями.

Мощность накоплений растет от берегов водоема (1–3 м) к центру (до 5 – 8 м, в крупнейших котловинах до 25–50 м, в ложбинах ледникового размыва до 70 м) [20]. Мощность глинистых лент растет от берегов к центру, алевритово-песчаных – уменьшается. Средняя мощность одного прослоя обычно от 0,1–0,3 до 5–7 см. В отложениях крупных бассейнов состав зимнего слоя в центре глинистый, ближе к берегу – алевритовый,

Рис. 56. Ленточная текстура озерно-ледниковых отложений [15]